lithosphère océanique - Fichier

CHAPITRE 2 – DE LA DERIVE DES CONTINENTS
A LA TECTONIQUE DES PLAQUES
1- L’expansion des fonds océaniques.
•L’hypothèse d’une expansion océanique
L’étude des fonds océaniques
Pendant les années 1950-1960 le
développement de l'océanographie
permet de découvrir la topographie
des fonds océaniques.
Dès les années 1940 les sondeurs acoustiques permettent des relevés
bathymétriques du fond des océans.
En 1960 on permit d’établir une carte du relief des fonds océaniques. On
découvre qu'une dorsale serpente dans tous les océans. Sur près de
65000 km de long pour 500 à 2 000 km de large elle culmine vers 2,5 km
de profondeur et domine les plaines abyssales dont la profondeur est
d'environ 5 km.
On découvre 2 types de bordures continentales (=marges continentales)
-la présence de fosses qui forment un sillon, de 8 à 11 km de profondeur
pour 100 km de large, principalement en bordure de l'océan Pacifique.
-La présence d’un plateau continental qui s'enfonce en pente douce. À
partir de 200 m de profondeur environ la pente augmente rapidement et
forme le talus continental qui rejoint la plaine abyssale.
Mouvements de convection mantellique
À la fin du XIXe siècle on découvre la
radioactivité de la Terre, or celle-ci génère
des quantités énormes de chaleur qui
doivent s'évacuer.
En 1929 Arthur Holmes, qui travaille sur le rôle de la radioactivité sur la température du
globe terrestre, découvre que la chaleur produite par les désintégrations radioactives
doivent forcément être évacuées. Il cherche alors comment peut être évacué cette chaleur
et en déduit des mouvements de convection dans le substratum (manteau). Si il y a des
mouvements de convection dans le manteau, alors ces mouvements de convection
peuvent être le moteur de la dérive des continents. La découverte de Holmes va relancer le
débat de la dérive des continents en 1930. Holmes deviendra un fervent défenseur de la
dérive des continents car ces études démontrent la présence d'éléments radioactifs
comparable entre différentes chaines de montagnes de part et d'autres de l'atlantique. Bien
que les données pour expliquer la dérive des continents seront rejetées en 1930, la
convection mantellique sera adoptée par de nombreux auteurs et Holmes continuera
d'évoquer dans ses articles que la convection peut être un moteur de la dérive des
continents.
Dès 1929, Holmes propose que des mouvements de convection dans le
manteau solide puissent être le moteur de la dérive des continents. Il semble
que Wegener, décédé en 1930, n'ait jamais eu connaissance de ces travaux.
Flux de chaleur
Le flux géothermique est la quantité de chaleur d'origine interne évacuée par
unité de surface et par unité de temps.
Les premières mesures du flux géothermique (Bullard, Maxwell et Revele
dans les années 1950) montrent :
- qu'il ne présente pas de différence marquée entre continents et océans ;
- qu'il est plus élevé que la moyenne au niveau des dorsales
Cela est associé à des mouvements de convection mantelliques
ascendants au niveau des dorsales et descendants au niveau des fosses.
Lors de la seconde guerre mondiale, Hess sillonna le Pacifique comme officier
de la marine. Entre deux missions militaires, il réalisa des relevés
bathymétriques et découvrit ce qu'il appela des guyots (1). Il s'agit de
guirlandes d'anciennes îles volcaniques, tronquées par l'érosion qui se sont
ensuite enfoncées sous les eaux, parfois à de grandes profondeurs. En 1960
Harry Hess imagine que les îles volcaniques sont entraînées par le glissement
du flanc (2) de la dorsale jusqu'à la plaine abyssale puis sont englouties au
niveau des fosses. Il publie ses travaux en 1962
En 1962 Harry Hess, reprend la théorie de A. Holmes et l'étaye grâce aux
découvertes récentes sur la composition des fonds océaniques. Hess
propose alors que la croûte océanique est renouvelée continuellement.
Elle serait créée au niveau des dorsales océaniques, par remontée du
magma en un point de convection, puis avancerait comme un tapis
roulant, pour s'enfoncer dans les fosses océaniques et être recyclée. Les
continents, trop légers, ne pourraient être recyclés par ce mécanisme et
flotteraient en se déplaçant sur le tapis roulant.
Hypothèse de l'expansion des fonds océaniques : les océans
se forment en permanence au niveau des dorsales, s'écartent
symétriquement de part et d'autre de celles-ci avant de
disparaître au niveau des fosses océaniques
Schéma de la structure de la Terre selon Hess en 1962
La théorie de Hess va être une nouvelle bombe dans le monde de la géologie. Elle relancera
les débats sur la dérive des continents. Mais une aide inattendue viendra des études
géomagnétiques.
•L’apport du paléomagnétisme
Le champ magnétique terrestre actuel et fossile
La Terre peut être assimilée à un masse magnétique dont, aujourd’hui, le pôle Nord
magnétique se trouve approximativement au pôle Nord géographique et,
inversement, dont le pôle Sud magnétique se trouve approximativement au pôle Sud
géographique. L'angle entre les pôles magnétiques et géographiques est nommé la
déclinaison.
Le champ magnétique terrestre est représenté par des lignes de champ,
c'est-à-dire des lignes selon lesquelles est orienté le vecteur "champ
magnétique" ou encore le vecteur qui indique la direction (la ligne) et le
sens (la flèche) du champ magnétique terrestre. Une boussole placée sur
cette ligne s'oriente de façon à ce que son aiguille (en fer légèrement
aimantée) indique par son extrémité notée Nord, le nord géographique,
qui est en fait un sud magnétique; en effet les pôles N et S magnétiques
de deux aimants s'attirent et les pôles de même orientation magnétique se
repoussent.
La Terre agit comme un aimant. Le champ magnétique terrestre est la
conséquence d'écoulements de matière ionisée dans le noyau terrestre qui
entraînent des courants électriques. Sa direction est indiquée par l'aiguille
aimantée d'une boussole. La positon des pôles terrestre varie en
permanence mais leurs déplacements (qui peuvent atteindre 55 km en un
an) se font toujours au sein d'une zone peu étendue, de sorte que les
positions des pôles magnétiques sont considérées aujourd'hui comme des
repères stables à l'échelle des temps géologiques.
Une inversion des pôles ? Il s'agit tout simplement de l'inversion des pôles magnétiques nord et sud.
Ce phénomène se produit lorsque le champ dipolaire diminue puis s'annule avant de se reconstituer
dans une polarité inverse. Grâce à l'étude des plaques océaniques, on sait que des inversions ont
déjà eu lieu dans le passé, et le dernier événement majeur à s'être produit remonte à 780 000 ans.
En ce moment et depuis un peu moins de deux décennies, la dérive du pôle nord magnétique atteint
des records jamais enregistrés, pas moins de 55 kilomètres par an ! Cette accélération est en effet
passée d'une dérive de 15 km/an à 55km/an au milieu des années 1990.
Cependant, Arnaud Chulliat, physicien
annonce que « Nous sommes loin de
connaître les rouages d'une inversion ».
Premièrement, le record de la dérive du
pôle nord magnétique n’amènera pas
nécessairement à une inversion car le
champ magnétique terrestre n'est pas
stable et varie régulièrement. De plus,
l’inversion du champ magnétique n'est
jamais un phénomène brutal à l'échelle
humaine. Enfin, bien que l'intensité du
champ magnétique a diminué ces
dernières années, sa valeur reste encore
élevée. Or avant une inversion, le champ
perd 90% de sa valeur. Comme l'affirme
Julien Aubert, « Si nous vivons une
inversion des pôles, nous n'en sommes
qu'au début »
Il est à noter que les pôles magnétiques et géographiques sont inversés. En effet, on
retrouve près du pôle Nord géographique (Ng) le pôle Nord magnétique (Nm). En fait,
le pôle Nord terrestre est un pôle de magnétisme sud qui attire le pôle Nord d'une
boussole, l'aiguille rouge.
La boussole permet de montrer la
Une boussole est un aimant. Le pôle nord de la boussole
pointe en théorie vers le pôle sud terrestre. Le pôle nord
magnétique est donc un pôle sud au sens du magnétisme,
mais sa proximité avec le pôle nord géographique justifie son
nom de "pôle nord magnétique" dans le langage courant.
direction du pôle magnétique de
la Terre. Par une heureuse
coïncidence, le pôle magnétique
se trouve à peu près dans la
direction du pôle Nord
géographique, ce qui permet de
nous orienter.
En réalité, le pôle Sud
magnétique se trouve au Nord, et
le pôle Nord magnétique se
trouve au sud, conformément au
sens de circulation du champ
magnétique (la convention veut
qu’il sorte du pôle nord d’un
aimant et rentre par le pôle sud).
Mais historiquement, le pôle Nord
magnétique a été placé au nord
car seule sa présence avait pu
être déterminée mais pas son
sens : les Nord magnétiques et
géographiques avaient alors été
placés au même endroit
Le magnétisme des roches magmatiques
Quand une roche fondue refroidit les minéraux ferromagnétiques qu'elle contient
(comme la magnétite Fe3O4) s'aimantent vers 600°C (585°C pour la magnétite), c'est le
point de Curie. Elle acquiert alors son propre champ magnétique parallèle au champ
magnétique terrestre ambiant. Après refroidissement la roche solide possède alors une
"mémoire" magnétique qui indique la direction des pôles magnétiques au moment de son
refroidissement. C'est le paléomagnétisme.
La découverte des
anomalies
magnétiques
Les inversions du
champ magnétique
terrestre (Brunhes et
Matuyama 1906)
La figure A montre comment on peut établir une échelle
magnétostratigraphique locale à partir d'un empilement de coulées de laves,
chacune bien datée. Les laves enregistrent, au moment de leur cristallisation,
le champ magnétique terrestre telle qu'il est à ce moment. Par exemple,
supposons que la première coulée date de -4,1 Ma; elle a enregistré la
polarité de l'époque, soit une polarité normale. La seconde coulée, datant de 3,4 Ma, une polarité inverse, et ainsi de suite. Avec le temps, il se construit un
édifice stratifié, constitué de coulées de polarité, ou normale, ou inverse, et
de plus en plus jeunes vers le sommet de la pile. Supposons que l'on fasse un
forage carotté dans cet édifice; on datera une suite d'échantillons prélevés sur
la carotte et pour chacun, on mesurera la polarité du paléomagnétisme (figure
B). On reportera les données sur une échelle de temps géologique, en
indiquant la polarité (figure C). Ainsi, dans notre exemple, un échantillon ayant
donné un âge de -4,1 Ma a indiqué une polarité normale (point rouge); un
échantillon d'âge -3,4 Ma, une polarité inverse (point bleu), et ainsi de suite.
Plus on aura de points, plus notre échelle sera précise en ce qui concerne les
âges géologiques où il y a eu inversion magnétique et la répartition temporelle
des périodes normales par rapport aux périodes inverses. C'est en regroupant
les données de plusieurs successions au monde (plusieurs échelles locales,
obtenant ainsi une multitude de points) qu'on est parvenu à construire l'échelle
des derniers 4 Ma (figure D).
C'est en 1906 que Bernard Brunhes
découvre que le sens du champ
magnétique n'est pas constant dans
certaines laves basaltiques. En
étudiant les volcans, il constate qu'il y
a des inversions du champ
magnétique. L'inversion des champs
magnétique est alors attribuée à la
modification des propriétés
magnétiques des atomes métalliques
lors du refroidissement de la lave. Par
conséquent, il y a des inversions
régulières du champ magnétique
terrestre au cours des âges
géologiques.
L’échelle des inversions magnétiques (1960 – 19
Les Anomalies magnétiques des planchers océaniques
Anomalies magnétiques d'un secteur de la dorsale Atlantique au sud-ouest de
l'Islande (Vine, Matthews et Molely, 1963)
Durant les années 1950 des magnétomètres embarqués à bord de navires
ont permis de mesurer l'intensité du champ magnétique de la croûte
océanique. On observe alors une alternance d'anomalies positives et
négatives en "peau de zèbre", de part et d'autre de la dorsale. En effet
l'aimantation des roches induit localement un champ magnétique, très faible
mais mesurable, qui s'ajoute (anomalie normale) ou se retranche (anomalie
inverse) au champ magnétique terrestre actuel.
Au début des années 1960, Vine, Matthews et Morlay ont apporté
l'explication voulue et montré que l'existence de ces bandes d'anomalie
magnétique venait supporter l'hypothèse de l'étalement des fonds
océaniques de Hesse. La formation du plancher océanique à la dorsale
enregistre la polarité du champ magnétique terrestre au moment où
cristallise le basalte. Le plancher océanique qui s'étale se comporte comme
la bande magnétique d'un magnétophone qui fixe le son (ici, la polarité du
champ magnétique) au fur et à mesure de son déroulement. Ce sont ces
différences de polarité magnétique qui sont responsables des anomalies de
l'intensité du champ. La polarité actuelle étant normale, les bandes
d'intensité élevée correspondent aux bandes de polarité normale, résultant
d'un effet d'addition, alors que les bandes d'intensité faible correspondent
aux bandes de polarité inverse, résultant d'un effet de soustraction. Les
quatre schémas qui suivent montrent comment se construit dans le temps
un plancher océanique constitué de bandes parallèles, de polarités
magnétiques alternant entre normales et inverses, et symétriques de part et
d'autre d'une dorsale
Vine, Matthews et Molely émettent l'hypothèse que les fonds océaniques
se forment en permanence au niveau des dorsales, s'écartent
symétriquement de part et d'autre de cette dorsale et disparaissent au
niveau des fosses océaniques. C'est l'expansion des fonds océaniques
déjà proposée par Hess.
Connaissant l’âge des inversions magnétiques, il est possible de mesurer
la vitesse d’expansion des dorsales.
La dorsale atlantique est lente, d’environ 4 cm/an alors que la dorsale
Pacifique est rapide, d’environ 9 cm/an
2- Des mouvements lithosphériques.
A. La répartition des foyers des séismes au voisinage des fosses océaniques
http://www.jpbimagine.com/Sharjah/0t/0t5conv/doc0t5/0t5subsis
molog.html
Wadati (1930) puis Benioff (1955) ont montré
que, le long des fosses océaniques, les
foyers des séismes (points jaunes, rouges et
noirs) se répartissent selon un plan incliné,
repérable jusque vers 700 km de profondeur
et nommé depuis plan de Wadati-Benioff
(sur l'image 2 l'échelle des altitudes est très
exagérée, ce qui donne une impression de
verticalité au plan de Wadati-Benioff). On
remarque la présence systématique d'un
alignement volcanique en avant de la
fosse.
B. La distinction entre lithosphère et asthénosphère
Vitesse de propagation des ondes sismiques au niveau de la fosse des Tonga
En 1964, J. Oliver, B. Isacks, et L. Sykes étudient les ondes P produites par un séisme
profond dont l'épicentre se trouve à égale distance des stations sismiques Fidji et Tonga.
Les ondes P directes parviennent 2 secondes plus tôt à la station Tonga (Vava'u) qu'à la
station Fidji.
En 1967, sachant que la vitesse des ondes sismiques augmente quand la température
du milieu traversé diminue, ils en déduisent :
1) le plan de Wadati-Benioff correspond au plongement d'une unité rigide et froide
d'origine océanique dans le manteau plus chaud et moins rigide qu'elle ;
2) en plongeant, l'unité froide se fracture, ce qui provoque des séismes ;
3) les séismes se répartissent le long du plan de Wadati-Benioff, sur une épaisseur
Tomographie sismique de la fosse des Tonga (coupe est ouest)
La tomographie sismique est une méthode géophysique utilisant l'enregistrement de l'arrivée des ondes
sismiques émises lors de tremblements de terre
La tomographie sismique confirme l'existence d'une lithosphère rigide et
froide, d'environ 100 km d'épaisseur (dix fois plus épaisse que la croûte
océanique), qui s'enfonce dans une asthénosphère plus chaude et moins
rigide qu'elle.
Flux thermique et isothermes
dans une zone de subduction
À l'aplomb de la zone volcanique
le flux thermique (A) est très
élevé et peut atteindre plus de
quinze fois la valeur moyenne
des autre régions du globe. En
revanche, au niveau de la fosse
océanique, le flux thermique est
faible. Il redevient normal au fur
et à mesure que l'on s'éloigne de
ces deux zones. La modélisation
des isothermes (variations de
température en profondeur sur B)
dans cette zone montre qu'ils
sont déformés, comme si la zone
froide plongeait sans avoir le
temps de s'équilibrer en
température avec la zone plus
chaude dans laquelle elle
s'enfonce.
C. La limite inférieure de la lithosphère correspond généralement à l'isotherme
1300 °C
Le Moho est caractérisé par une variation nette de vitesse des ondes
sismiques liée à un changement de composition chimique entraînant un
changement de propriétés physiques entre la croûte et le manteau. Il se
situe ici à environ 30 km de profondeur en milieu continental et à environ
10 km en milieu océanique (1). Sous le Moho, au sein du manteau, la
vitesse des ondes sismiques est d'abord constante jusque vers 100 km
environ, ce qui traduit un milieu homogène. Les ondes P et S entrent
ensuite dans une zone de faible vitesse ou LVZ (Low velocity zone). Le
somment de la LVZ marque le début de l'asthénospère et correspond à
peu près à l'isotherme 1 300°C. Au delà de la LVZ la vitesse des ondes
sismiques croît progressivement (car la densité du milieu croît de la
même manière) jusqu'à 670 km (2). C'est à ce niveau que l'on situe la
discontinuité entre le manteau supérieur et le manteau inférieur (ou
mésosphère) qui se poursuit jusqu'au noyau à 2900 km.
D. La lithosphère océanique s'enfonce dans le manteau au niveau des fosses de
subduction
La subduction
La fosse océanique résulte de l'inflexion de la lithosphère océanique qui
plonge dans l'asthénosphère sous une lithosphère sus-jacente (océanique
ou continentale). Ce déplacement est rendu possible par la ductilité du
manteau à partir du géotherme 1300 °C qui marque la limite entre lithosphère
et asthénosphère. La lithosphère plongeante étant froide, rigide et cassante il
en résulte l'apparition de nombreux foyers sismiques qui délimitent le plan de
Wadati-Benioff.
Comportement mécanique de la lithosphère océanique
Géothermes océanique et continental
Diagramme pression (P) et
température (T) de la péridotite (en
laboratoire)
La péridotite est un mélange de
minéraux qui n'ont pas tous la même
température de fusion. On appelle
solidus les conditions de P et T pour
lesquelles tous les minéraux sont à
l'état solide. On appelle liquidus les
conditions de P et T pour lesquelles
tous les minéraux sont à l'état liquide.
Entre les deux, la péridotite se
présente sous la forme d'une bouillie
cristalline, il y a fusion partielle
Au niveau d'une dorsale océanique, le
géotherme croise le solidus entre 20
et 80 km de profondeur. La
décompression provoque alors la
fusion partielle des péridotites du
manteau dont la fraction liquide
constitue des gouttelettes de magma
qui remontent vers la surface par
différence de densité et se
rassemblent en formant des lentilles
magmatiques
La capacité de déformation d'une roche est liée au rapport T/Tf où T est le
température de la roche et Tf sa température de fusion. Plus ce rapport est
proche de 1 plus la roche est déformable. Dans les conditions de pression et de
température de la lithosphère les roches ont un comportement cassant et la
chaleur se propage par conduction (1). À partir de la LVZ (isotherme 1300 °C)
les conditions de pression et de température sont voisines de celles
nécessaires à la fusion commençante de la péridotite mantelique (2), c'est pour
cela que les ondes sismiques sont légèrement ralenties (LVZ) et que les roches
ont un comportement ductile (1). Dans ce milieu la chaleur est transmise par
conduction mais aussi par convection.
Structure interne du globe
La structure pétrographique résulte d'une différence de composition
chimique entre croûtes (de composition basaltique OU granitique), manteau
(formé de péridotites) et noyau. La structure géophysique repose, elle, sur
une différence de comportement mécanique des roches. Les croûtes
(océanique et continentale) et la partie supérieure du manteau supérieur
(jusqu'à la LVZ), sont solidaires sur le plan mécanique et forment ensemble la
lithosphère rigide et cassante. L'asthénosphère sous-jacente est
constituée du reste du manteau supérieur et, bien que solide, se caractérise
par sa ductilité.
Bilan
● La structure interne
Au sein du manteau on observe une hétérogénéité physique qui permet de
distinguer :
- la lithosphère formée de la croûte (océanique ou continentale) associée à
la partie supérieure du manteau supérieur. Elle est froide (température <
1300 °C), rigide et cassante. Son épaisseur est d'environ 100 km (dix fois
plus épaisse que la croûte océanique) et sa limite inférieure correspond à
l’isotherme 1300° C caractérisé par une zone de faible vitesse des ondes
sismiques, ou LVZ ;
- l'asthénosphère formée de la partie inférieure du manteau supérieur.
Elle est chaude (température > 1300 °C) et solide mais ductile.
● La subduction
Au voisinage des fosses océaniques, la distribution spatiale des foyers des
séismes en fonction de leur profondeur s’établit selon un plan incliné
repérable jusque vers 700 km de profondeur et nommé plan de WadatiBenioff. Celui-ci marque l'enfoncement et le retour de la lithosphère
océanique, formée au niveau des dorsales dans l'asthénosphère sousjacente . C'est la subduction.
3- Un premier modèle global : une lithosphère découpée en plaques rigides
Topographie de la dorsale Atlantique
Tout au long des dorsales on observe (Tuzo Wilson 1965), tous les 200 à 300 km,
des décalages horizontaux de plusieurs centaines de kilomètres de l'axe des
dorsales.
À la surface d'une sphère, les seuls déplacements pouvant se produire sont
des rotations autour d'un axe. Tous les points d'un objet qui se déplacent
sur une sphère ont donc la même vitesse angulaire mais ils ont une vitesse
linéaire différente qui dépend de leur distance à l'axe de rotation. Le points
situés vers l'équateur se déplacent donc plus vite que les points situés vers
les pôles car leur rayon de rotation est plus grand. Le déplacement de
l'Afrique en est un exemple.
Modèle de déplacement d'une plaque rigide sur une sphère de
diamètre constant
La plaque A est en rotation par rapport à la plaque B. Dans un matériau
rigide comme la lithosphère, les variations de vitesse (V4 > V3 > V2 > V1)
provoquent des tensions à l'origine des failles transformantes parallèles
entre elles et perpendiculaires à l'axe des dorsales
Il détermine 3 mouvements relatifs des
plaques entre elles, mais 4 types
géologiques de frontières de plaques :
-mouvement de divergence (dorsales
océaniques),
-mouvement de convergence
(subductions et collisions)
-mouvement de coulissage (failles
transformantes)
La théorie de la tectonique des plaques est formulée dès 1967-1968 peut se résumer
ainsi:
Les 12 plaques tectoniques actuelles
1 et 2 Âge des îles du chaînon Hawaii-Empereur
La direction du déplacement de la plaque Pacifique a changé. Avant -40 Ma,
la plaque se déplaçait vers le Nord donnant naissance au chaînon de
l'Empereur, alors que depuis 40 Ma, le déplacement se fait vers le Nordouest avec comme résultat le chaînon d'Hawaii.
Des alignements volcaniques, situés en domaine océanique ou continental et
dont la position ne correspond pas à des frontières de plaques, sont la trace du
déplacement de plaques lithosphériques au dessus d’un point chaud fixe situé
dans le manteau. Le volcan le plus vieux se situe à l'extrémité du chaînon qui
est le plus éloigné du point chaud, alors que le plus jeune se situe à sa verticale.
La vitesse du déplacement d'une plaque tirée de l'étude des alignements
volcaniques des points chauds est conforme à celle déduits de l'étude du
paléomagnétisme. La direction du déplacement est conforme à l’existence d’un
déplacement absolu des plaques par rapport à un pôle Eulérien.
Le volcanisme de point chaud dans le monde
Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque, que l'on
retrouve aussi bien en domaine continental qu'en domaine océanique. Il
existe même des points chauds à la verticale d'une dorsale (cas de l'Islande).